METODE GEOFISIKA

Metode geofisika merupakan salah satu metoda yang umum digunakan dalam eksplorasi

endapan bahan galian. Metoda ini tergolong kepada metoda tidak langsung, dan sering

digunakan pada tahapan eksplorasi pendahuluan (reconnaissance), mendahului kegiatan-

kegiatan eksplorasi intensif lainnya.

Adapun tahapan-tahapan pekerjaan yang umum digunakan dalam metoda geofisika adalah :

 Survei pendahuluan (penentuan lintasan)

Pemancangan (penandataan titik-titik ukur) dalam areal target

Pengukuran lapangan

Pembuatan peta-peta geofisika

Penarikan garis-garis isoanomali

Penggambaran profile

Interpretasi anomali

1

1. Metoda Gaya Berat

Secara umum metoda gaya berat merupakan metoda geofisika yang mengukur variasi gaya

berat (gravitational) di bumi. Metoda ini jarang digunakan pada tahapan lanjut eksplorasi

bijih, namun cukup baik digunakan untuk mendefinisikan daerah target spesifik untuk

selanjutnya disurvei dengan metoda-metoda geofisika lain yang lebih detil.

Adanya variasi medan gravitasi bumi ditimbulkan oleh adanya perbedaan rapat massa

(density) antar batuan. Adanya suatu sumber yang berupa suatu massa (masif, lensa, atau

bongkah besar) di bawah permukaan akan menyebabkan terjadinya gangguan medan gaya

berat (relatif). Adanya gangguan ini disebut sebagai anomali gaya berat. Karena perbedaan

medan gayaberat ini relatif kecil maka diperlukan alat ukur yang mempunyai ketelitian yang

cukup tinggi. Alat ukur yang sering digunakan adalah Gravimeter. Alat pengukur gayaberat

di darat telah mencapai ketelitian sebesar ±0.01 mGal dan di laut sebesar ±1 mGal.

Beberapa endapan seperti zinc, bauksit, atau barit sangat sulit dideteksi melalui metoda

magnetik maupun elektrik, namun dapat dideteksi dengan metoda gaya berat (gravity), tapi

hanya untuk mengetahui profil batuan sampingnya (tidak dapat langsung mendeteksi

bijihnya) melalui anomali densiti.

Dasar teori yang dipakai dalam metoda ini adalah Hukum Newton tentang gravitasi bumi.

Untuk bumi yang berbentuk bulat, homogen, dan tidak berotasi, maka massa bumi (M)

dengan jari-jari (R) akan menimbulkan gaya tarik pada benda dengan massa (m) di

permukaan bumi sebesar :

 ,

dengan (g) adalah percepatan gaya berat vertikal permukaan bumi.

Harga rata-rata gayaberat di permukaan bumi adalah 9.80 m/s2. Satuan yang digunakan

adalah gayaberat adalah milliGal (1 mGal = 10-3 Gal = 10-3 cm/s2) atau ekivalen dengan 10 gu

(gravity unit). Variasi gaya berat yang disebabkan oleh variasi perbedaan densitas bawah

permukaan adalah sekitar 1 mGal (100 mm/s2).

Karena bentuk bumi bukan merupakan bola pejal yang sempurna, dengan relif yang tidak

rata, berotasi serta ber revolusi dalam sistem matahari, tidak homogen. Dengan demikian

variasi gayaberat di setiap titik permukaan bumi akan dipengaruhi oleh 5 faktor, yaitu :

2

lintang

ketinggian

topografi

pasang surut

variasi densitas bawah permukaan

sehingga dalam pengukuran dan interpretasi, faktor-faktor tersebut harus diperhatikan

(dikoreksi).

1.1 Prosedur Lapangan

Targetan observasi harus mempunyai kontras densiti yang jelas (significant) agar dapat

dideteksi oleh gravimetri. Grid (lintasan) yang umum digunakan cukup lebar yaitu antara 200

m s/d 1 km (500 ft s/d 1 mil). Setiap titik pengamatan diusahakan bebas dari angin, pohon-

pohon, pengaruh (getaran) tanah, dll. Elevasi setiap titik observasi harus diketahui dengan

akurat karena akan diperhitungkan dalam pengkoreksian hasil pembacaan alat. Begitu juga

dengan waktu setiap pengukuran.

Series dari hasil perhitungan akan diplot pada kertas grafik terhadap waktu (Gambar 1).

Gambar 1. Contoh pemplotan hasil pengukuran (0,01 mgal = 0,1 g.u).

(Parasnis, 1973, p 239)

3

1.2 Koreksi Hasil Observasi

Seperti yang telah disebutkan di atas bahwa, harga pengukuran gayaberat di permukaan bumi

dipengaruhi oleh 5 faktor. Sedangkan dalam melakukan survei gayaberat diharapkan satu

faktor saja yaitu variasi densitas bawah permukaan, sehingga pengaruh 4 faktor lainnya

(lintang, ketinggian, topografi, pasang surut) harus direduksi atau dihilangkan dari harga

pembacaan alat.

a. Koreksi lintang (latitude)

Koreksi terhadap titik pengukuran terhadap kutub bumi.

, dimana F1 dan F0 adalah koordinat titik pengukuran

dan titik base.

b. Koreksi elevasi (Free-Air Correction)

Koreksi ini merupakan koreksi terhadap pengaruh ketinggian pengukuran terhadap medan

gravitasi bumi.

FAC = 3,086 h gu, dimana h adalah elevasi titik pengukuran.

c. Koreksi Bouguer (Bougeur correction)

Koreksi massa lapisan yang diasumsikan berada diantara titik amat dengan bidang referensi

(lihat Gambar 2).

Gambar 2. Koreksi Bougeour (Parasnis, 1973, p 242)

BC = 3,086 h gu, dimana h adalah elevasi titik pengukuran.

4

d. Koreksi topografi (Terrain correction)

Koreksi topografi, Tc, adalah koreksi pengaruh topografi terhadap gayaberat pada titik amat,

akibat perbedaan ketinggian antara titik observasi dengan base. Dapat dihitung dengan

menggunakan Hammer Chart (lihat gambar 3).

Gambar 3. Model yang digunakan untuk koreksi topografi dan diagram perhitungan

(Parasnis, 1973, p 245 dan 246).

5

1.3 Anomali Bouguer

Merupakan anomali yang dicari dengan cara mereduksi hasil pengukuran lapangan dengan

koreksi-koreksi seperti yang telah diuraikan di atas.

Dg = {Dgobs ± DgF + (3,086 – 0,4191r) h + Tr} gu

Contoh penentuan anomali dapat dilihat pada Gambar 4.

Gambar 4. Contoh penentuan Anomali Bougeour

6

2. Metoda Magnetik

Beberapa tipe bijih seperti magnetit, ilmenit, dan phirotit yang dibawa oleh bijih sulfida

menghasilkan distorsi dalam magnet kerak bumi, dan dapat digunakan untuk melokalisir

sebaran bijih. Disamping aplikasi landsung tersebut, metoda magnetik dapat juga digunakan

untuk survei prospeksi untuk mendeteksi formasi-formasi pembawa bijih dan gejala-gejala

geologi lainnya (seperti sesar, kontak intrusi, dll).

Penggunaan metoda magnetik didalam prospek geofisika adalah berdasarkan atas adanya

anomali medan magnet bumi akibat sifat kemagnetan batuan yang berbeda satu terhadap

lainnya. Alat untuk mengukur perbedaan kemagnetan tersebut adalah magnetometer.

Gaya magnet (F) yang ditimbulkan oleh dua buah kutub yang berjarak (r) dengan muatan

masing-masing (m1) dan (m2) adalah :

 , dimana : m adalah permeabilitas magnetik medium.

Kuat medan magnetik (H) pada suatu titik dengan jarak (r) dari muatannya

adalah :  ,

Jika suatu benda berada dalam medan magnetik dengan kuat medan (H), maka akan terjadi

polarisasi magnetik (I) sebesar : I = k.H,

dimana k adalah kerentanan (susceptibilities) magnetik.

Polarisasi magnetik (I) disebut juga dengan intensitas magnetisasi pada suatu medan magnet

lemah. Kerentanan magnetik yang merupakan sifat kemagnetan suatu benda/batuan yang

besarannya dalam satuan SI atau dalam emu yang diberikan oleh hubungan sebagai berikut :

k = 4p.k‘

dimana k’ adalah kerentanan magnetik dalam satuan emu dan k dalam SI.

Medan magnetik yang terukur oleh magnetometer (B) adalah medan magnet induksi, sebagai

berikut :

7

Faktor (1+k) dilambangkan dengan mr atau dikenal dengan permeabilitas magnetit relatif.

Jika k diabaikan, maka m0mr = m, yang dikenal sebagai permeabilitas absolut (ohm.dt/m).

2.1 Sifat Umum Kemagnetan Batuan

Medan magnet bumi secara sederhana dapat digambarkan sebagai medan magnet yang

ditimbulkan oleh batang magnet raksasa yang terletak didalam inti bumi, namun tidak

berimpit dengan pusat bumi. Medan magnet ini dinyatakan dalam besar dan arah (vektor)

dimana arahnya dinyatakan dalam deklinasi (penyimpangan terhadap arah utara-selatan

geografis) dan inklinasi (penyimpangan terhadap arah horizontal).

Kuat medan magnet yang terukur dipermukaan sebagian besar berasal dari dalam bumi

(internal field) mencapai lebih dari 90%, sedangkan sisanya adalah medan magnet dari kerak

bumi, yang merupakan target didalam eksplorasi geofisika, dan medan dari luar bumi

(external field).

Karena medan magnet dari dalam bumi merupakan bagian yang terbesar, maka medan ini

sering juga disebut sebagai medan utama yang dihasilkan oleh adanya aktivitas di dalam inti

bumi bagian luar (salah satu konsep adanya medan utama ini adalah dari teori dinamo).

Mineral-mineral dengan sifat magnet yang cukup tinggi antara lain :

Oksida-oksida besi : FeO – Fe2O3 – TiO2

Sulfida-sulfida dalam series troilite-phyrotit

2.2 Kerentanan (susceptibilities) Batuan

Kerentanan magnetik merupakan parameter yang menyebabkan timbulnya anomali magnetik

dan karena sifatnya yang khas untuk setiap jenis mineral, khususnya logam, maka parameter

ini merupakan salah satu subjek didalam prospek geofisika.

Telah diketahui bahwa adanya medan magnet bumi menyebabkan terjadinya induksi

magnetik yang besarnya adalah penjumlahan dari medan magnet bumi dan magnet batuan

dengan kerentanan magnetik yang cukup tinggi. Besaran ini adalah total medan magnet yang

terukur oleh magnetometer apabila remanan magnetiknya dapat diabaikan.

8

Setiap jenis batuan mempunyai sifat dan karakteristik tertentu dalam medan magnet yang

dimanifestasikan dalam parameter kerentanan magnetik batuan atau mineralnya (k). Dengan

adanya perbedaan dan sifat khusus dari tiap jenis batuan atau mineral inilah yang melandasi

digunakannya metoda magnetik untuk kegiatan eksplorasi maupun kepentingan geodinamika.

Pada Tabel 1 dapat dilihat daftar kerentanan magnetik (k) beberapa jenis batuan dan mineral

yang umum dijumpai.

Tabel 1 Kerentanan magnet dalam beberapa batuan dan mineral (Telford, 1990., dan

Parasnis, 1973).

Tipe

Batuan

Kerentanan

(x 103)

Tipe

Mineral

Kerentanan

(x 103)

Dolomite 0 – 0.9 Graphite 0.1

Limestones 0 – 0.3 Quartz -0.01

Sandstones 0 – 20 Rock salt -0.01

Shales 0.01 – 15 Gypsum -0.01

Amphibolite 0.7 Calcite -0.001 – 0.01

Schist 0.3 – 3.0 Coal 0.02

Phyllite 1.5 Clays 0.2

Gneiss 0.1 – 25 Chalcopyrite 0.4

Quartzite 4.0 Siderite 1 – 4

Serpentine 3 – 17 Pyrite 0.05 – 5

9

Granite 0 – 50 Limonite 2.5

Rhyolite 0.2 – 35 Hematite 0.5 – 35

Dolorite 1 – 35 Chromite 3 – 110

Diabase 1 – 160 Ilmenite 300 – 3500

Porphyry 0.3 – 200 Magnetite 1200 – 19200

Gabbro 1 – 90   

Basalts 0.2 – 175   

Diorite 0.6 – 120   

Peridotite 90 – 200   

Andesite 160   

Porfiri 0.22 – 210   

10

Berdasarkan sifat magnetik yang ditunjukkan oleh kerentanan magnetiknya, batuan dan

mineral dapat diklasifikasikan dalam :

Diamagnetik, mempunyai kerentanan magnetik (k) negatif dan kecil artinya bahwa

orientasi elektron orbital substansi ini selalu berlawanan arah dengan medan magnet

luar. Contohnya : graphite, marble, quarts dan salt.

Paramagnetik, mempunyai harga kerentanan magnetik (k) positif dan kecil

Ferromagnetik, mempunyai harga kerentanan magnetik (k) positif dan besar yaitu

sekitar 106kali dari diamagnetik/paramagnetik.

Sifat kemagnetan substansi ini dipengaruhi oleh keadaan suhu, yaitu pada suhu diatas suhu

Curie, sifat kemagnetannya hilang. Efek medan magnet dari substansi diamagnetit dan

hampir sebagian besar paramagnetik adalah lemah.

2.3 Penyajian Data Lapangan

Hasil pengukuran oleh magnetometer umumnya disajikan dalam bentuk Peta Anomali

Magnetik dengan kontur yang mencerminkan harga anomali yan sama. Dari peta ini, untuk

kepentingan eksplorasi masih memerlukan proses lebih lanjut untuk memperoleh daerah

targetan atau daerah prospek.

Suatu hal yang penting dalam pengolahan data survei magnetik adalah zero level, dan

pekerjaan interpretasi dimulai dari daerah zero level tersebut (lihat Gambar 5)

11

Gambar 5. Penentuan magnetic zero level (Parasnis, 1973 p 38).

12

2.4 Interpretasi

Suatu contoh sederhana hasil interpretasi dari hasil pengukuran lapangan dapat dilihat pada

Gambar 6.

Gambar 6. Anomali magnetik tubuh bijih suatu mineral (Parasnis, 1973 p 39)

Dari interpretasi data magnetik, parameter-parameter tubuh bijih yang akan diperhitungkan

adalah :

Kedalaman dari permukaan

Panjang (dimensi) endapan

Arah endapan

Batas bawah endapan

Ketebalan dari penampang

Intensitas magnetik untuk memperkirakan tipe tubuh bijih

13

2.5 Contoh Model Anomali Magnetik

Pada Gambar 7 dapat dilihat peta iso magnetik hasil survei magnetik batuan predominantly

granulit pada daerah Udal Center Sweden, dengan nilai maksimum 1600g. Kemudian dari

peta kontur tersebut dibuat penampang melintang yang memotong daerah anomali, dan

diinterpretasikan susunan batuan serta titik anomali (bijih) yang akan ditentukan (Gambar 8)

Gambar 7. Peta isoanomali

14

 

Gambar 8. Penampang AA’ dan BB’

15

3. Metoda Potensial Diri (Self Potential)

Metoda potensial diri pada dasarnya merupakan metoda yang menggunakan sifat tegangan

alami suatu massa (endapan) di alam. Hanya saja perlu diingat bahwa anomali yang diberikan

oleh metoda potensial diri ini tidak dapat langsung dapat dikatakan sebagai badan bijih tanpa

ada pemastian dari metoda lain atau pemastian dari kegiatan geologi lapangan.

Karena pengukuran dalam metoda potensial diri diperoleh langsung dari hubungan elektrik

dengan bawah permukaan, maka metoda ini tidak baik digunakan pada lapisan-lapisan yang

mempunyai sifat pengantar listrik yang tidak baik (isolator), seperti batuan kristalin yang

kering.

Potensial diri yang ada di alam dapat dikelompokkan menjadi dua, yaitu :

The small background potenstials, yang mempunyai interval (fraksi) sampai dengan

puluhan mV. Potensial alami ini juga dapat bernilai minus.

Potensial mineralisasi, yang mempunyai orde dari ratusan mV sampai dengan ribuan

mV.

Secara umum, peralatan yang digunakan pada metoda potensial diri ini terdiri dari elektroda,

kabel, dan voltmeter. Elektroda yang digunakan terbuat seperti tabung panjang yang diisi

dengan larutan CuSO4 dengan porosnya terbuat dari dari tembaga. Tipe lainnya dikenal

dengan elektroda Calomel yang diisi oleh KCl-HgCl2 (lihat Gambar 9). Voltmeter digunakan

sebagai penghubung elektroda-elektroda.

16

Gambar 9. Elektroda yang digunakan dalam metoda potensial diri

 

Ada dua alternatif dalam melakukan pengukuran metoda potensial diri ini :

Cara yang pertama, salah satu elektroda tetap, sedangkan yang satu lagi bergerak pada

lintasannya.

Cara yang kedua, kedua elektroda bergerak bersamaan secara simultan, katakanlah

dengan interval 50 m.

Hasil pengukuran digrafikkan antara jarak (m) dengan hasil pengukuran (mV). Jika gradien

hasil pengukuran memperlihatkan gradien yang tinggi (negatif ke positif yang tinggi)

terhadap zero level dapat dijadikan sebagai indikator anomali (titik infleksi), lihat Gambar 10.

17

Gambar 10. Potensial diri dan gradien potensial diri sepanjang penampang melintang tubuh

bijih.

Hasil dari survei potensial ini disajikan dalam bentuk peta isopotensial, dan interpretasi

dilakukan terhadap daerah anomali dengan menggunakan penampang melintang yang

memotong daerah anomali.

18

4. Metoda Tahanan Jenis (Resistivity)

Metoda geolistrik adalah salah satu metoda geofisika untuk menyelidiki kondisi bawah

permukaan, yaitu dengan mempelajari sifat aliran listrik pada batuan di bawah permukaan

bumi. Penyelidikan ini meliputi pendeteksian besarnya medan potensial, medan

elektromagnetik dan arus listrik yang mengalir di dalam bumi baik secara alamiah (metoda

pasif) maupun akibat injeksi arus ke dalam bumi (metoda aktif) dari permukaan.Dengan

metoda elektrik (salah satunya tahanan jenis) mempunyai prinsip dasar mengirimkan arus ke

bawah permukaan, dan mengukur kembali potensial yang diterima di permukaan. Hanya saja

perlu diingat bahwa untuk daerah dengan formasi yang bersifat isolator metoda elektrik ini

tidak efektif.

Pada Gambar 11 dapat dilihat sebaran arus pada permukaan akibat arus listrik yang dikirim

ke bawah permukaan. Garis tegas menunjukkan arus yang dikirim mengalami respon oleh

suatu lapisan yang homogenous. Sedangkan arus putus-putus menunjukkan arus normal

dengan nilai yang sama. Garis-garis tersebut disebut dengan garis equipotensial.

Gambar 11. Garis-garis equipotensial

19

Berdasarkan harga resistivitas listriknya, batuan/mineral dapat dikelompokkan menjadi tiga :

konduktor baik (10-8<r<1W.m)

konduktor sedang (1<r<107W.m)

konduktor baik (r>107W.m)

4.1 Faktor Geometri

Dalam melakukan eksplorasi tahanan jenis (resistivitas) diperlukan pengetahuan secara

perbandingan posisi titik pengamatan terhadap sumber arus. Perbedaan letak titik tersebut

akan mempengaruhi besar medan listrik yang akan diukur. Besaran koreksi terhadap

perbedaan letak titik pengamatan tersebut dinamakan faktor geometri. Faktor geometri

diturunkan dari beda potensial yang terjadi antara elektroda potensial MN yang diakibatkan

oleh injeksi arus pada elektroda arus AB, yaitu :

Gambar 12. Susunan jarak elektoda arus dan potensial

Faktor geometri K, merupakan unsur penting dalam perdugaan geolistrik baik pendugaan

vertikal maupun horizontal, karena faktor geometri akan tetap untuk posisi AB dan MN yang

tetap.

20

4.2 Konfigurasi Susunan Alat

Untuk mempermudah pekerjaan dan perhitungan interpretasi, penempatan elektroda diatur

menurut aturan tertentu. Beberapa aturan tersebut antara lain :

a. Metoda Wenner

Gambar 13. Konfigurasi alat untuk metoda Wenner

Dengan K=2pa

Keuntungan dan keterbatasan metoda Wenner :

ï Sangat sensitif terhadap perubahan lateral setempat (gawir/lensa setempat)

Karena bidang equipotensial untuk benda homogen berupa bola, data lebih mudah

diproses atau dimengerti

Jarak elektroda arus dengan potensial relatif lebih pendek dari sehingga daya tembus

alat sama lebih besar

Memerlukan tenaga/buruh lebih banyak.

b. Metoda Schlumberger

Gambar 14. Konfigurasi alat untuk metoda Schlumberger

Dengan 

Keuntungan dan keterbatasan metoda Schlumberger :

Tidak terlalu sensitif terhadap adanya perubahan lateral setempat, sehingga metoda ini

dianjurkan untuk penyelidikan dalam

21

Elektoda potensial tidak terlalu sering dipindahkan, sehingga mengurangi jumlah

tenaga/buruh yang dipakai

Perbandingan AB/MN harus diantara 2,5 < AB/MN < 50.

c. Metoda Double-dipole (Dipole-dipole)

Dengan 

Gambar 15. Susunan konfigurasi metoda Dipole-dipole

d. Metoda Pole-dipole

Gambar 16. Susunan konfigurasi alat untuk metoda Pole-dipole

Dengan 

22

4.3 Interpretasi Data

Pada Gambar 17 dapat dilihat contoh grafik hasil pengukuran lapangan dan interpretasi

bawah permukaan yang diperkirakan.

Gambar 17. Apparent resistivity dan interpretasi profil hasil pengukuran.

Metoda yang digunakan dalam interpretasi data tahanan jenis ini adalah metoda pencocokan

kurva (curve mutching). Metoda ini dilakukan karena dari data hasil pengukuran lapangan

yang kita dapatkan adalah harga resistivitas semu (apparent resestivity) sebagai fungsi dari

spasi elektrodanya, ras = f(AB/2) atau log ras = log f(AB/2).

Ada beberapa tahapan yang dilakukan dalam metode ini, yaitu :

Interpretasi lapangan, yaitu penentuan bentangan maksimal dan penentuan tipe kurva

lapangan

Interpretasi awal untuk menentukan harga resistivitas masing-masing lapisan dengan

menggunakan kurva standar dan kurva bantu (curve matching partial). Setelah

23

diperoleh nilai resistivitas lapisan dan ketebalannya, maka selanjutnya dapat kita

interpretasikan jenis batuan berdasarkan tabel resistivity beberapa jenis batuan (Tabel

2)

Interpretasi akhir, Pada tahap ini hasil interpretasi pendahuluan harus dikonfirmasikan

dengan data lainnya, misalnya data geologi, sehingga informasi yang disajikan lebih

lengkap.

Tabel 2. Harga tahanan jenis beberapa jenis batuan

Tipe Batuan Resistivity Range (ohm.m)

Granite3.10-2 – 106

Dacite2.104(wet)

Andecite4,5.104(wet) – 1,7.102(dry)

Diabas20 – 5.107

Basalt10 – 1,3.107

Tuff2.103(wet) – 105(dry)

Marble102 – 2,5.108(dry)

Soil (lapukan batuan kompak)10 – 2.103

Clay (lempung) 1 – 100

Alluvial dan pasir 10 – 800

Limestone (batu gamping)50 – 107

24

Konglomerat2,5 – 104

Surface water (pada batuan

sedimen)

10 – 100

Air payau (3%) 0 -15

Air laut 0 – 2

25

5. Metoda Seismik Refleksi

Tujuan utama dari suatu survei seismik refleksi adalah memberikan informasi mengenai

geologi bawah permukaan. Metoda seismik refleksi ini dapat dikelompokkan menjadi dua,

yaitu :

Seismik dangkal (shallow seismic reflection) yang umumnya digunakan dalam

eksplorasi batu bara dan bahan tambang lainnya.

Seismik dalam yang umum digunakan untuk eksplorasi daerah prospek hidrokarbon.

Prinsip dasar dari metoda seismik pantul ini adalah pengiriman sinyal ke dalam bumi, dan

karena adanya bidang perlapisan (bidang kontak) maka bidang tersebut dapat menjadi bidang

pantul (reflektor).

Sinyal yang dikirim melalui alat peledak (S) direfleksikan oleh bidang reflektor oleh titik

refleksi (R), dan sinyal yang dipantulkan direkam oleh detektor berupa geofon (G). Jika h

adalah ketebalan lapisan, maka waktu (t) yang dibutuhkan oleh sinyal untuk sampai ke

detektor adalah :

Untuk satu lapisan :

Untuk dua lapisan :

dimana kecepatan rambat dan waktu dapat diketahui, sehingga ketebalan masing-masing

lapisan dapat dihitung.

Gambar 18. Sketsa prinsip dasar seismik refleksi

Karena banyaknya aspek yang dibahas dalam seismik ini, maka dalam tulisan ini hanya

membahas hal-hal praktis saja.

26

5.1 Parameter-parameter yang Harus Diperhatikan

Kualitas data seismik sangat ditentukan oleh kesesuaian parameter lapangan yang digunakan

dengan kondisi geologi dan kondisi permukaan daerah survei. Disamping itu parameter

lapangan juga harus disesuaikan dengan target eksplorasi yang ingin dicapai. Jadi

keberhasilan suatu survei seismik sangat ditentukan dari desain parameter lapangan

digunakan.

Beberapa parameter lapangan yang harus ditentukan dan disesuaikan dengan kondisi

lapangan adalah sebagai berikut :

Jumlah dan susunan geopon

Interval sampling

Jumlah bahan peledak dan kedalaman lubang bor

Jarak antar titik tembak

Jarak antara geopon

Geometri penembakan

Filter (high-cut dan low-cut).

Parameter lapangan dirancang berdasarkan data geologi dan data geofisika yang ada, dan

penentuannya dilakukan dengan uji coba secara langsung di lapangan. Parameter dipilih

berdasarkan optimasi keterbatasan parameter lapangan dalam memecahkan problem yang

muncul. Selain itu faktor ekonomis juga merupakan pertimbangan utama dalam optimasi ini.

5.2. Cara Penentuan Parameter Lapangan

a. Analisa noise (gangguan)

Analisa noise ditujukan untuk mendeskripsikan parameter fisis sinyal dan noise sehingga

desain parameter lapangan dapat dilakukan dengan baik. Analisa (test) noise ini dilakukan

paling awal sebelum survei seismik dimulai. Noise adalah gelombang yang tidak diharapkan

dan sering muncul pada saat perekaman seismik. Biasanya mengganggu sinyal refleksi.

b. Susunan geopon (array geophone)

Tujuan dari penentuan array geophone ini adalah untuk mendapatkan bentuk susunan

geophone yang dapat berfungsi meredam noise (ground roll) secara optimal sehingga signal

to noise ratio-nya (S/N ratio) tinggi. Untuk menaikkan (S/N ratio) ground roll harus diredam

dengan cara menebarkan geophone.

c. Test kedalaman dan jumlah dinamit

27

Tujuan test ini adalah untuk menentukan kedalaman pemboran dan jumlah dinamit yang

paling optimum, artinya dapat memberikan hasil perekaman seperti yang diharapkan tetapi

juga dengan biaya yang ekonomis.

d. Jarak titik tembak

Untuk melakukan pemilihan jarak terdekat dan terjauh ini, kita kaitkan dengan target dari

survei. Untuk memilih jarak terdekat biasanya digunakan acuan target terdangkal, sedangkan

untuk jarak terjauh kita gunakan acuan target terdalam.

e. Geometri Penembakan

Informasi struktur geologi dan data geofisika yang ada di daerah penyelidikan sangat

diperlukan untuk menentukan geometri penembakan. Pemilihan cara penembakan, tergantung

pada kedalaman zona prospek dan kompleksitas struktur bawah permukaan. Pemilihan

geometri penembakan berguna untuk memfokuskan energi seismik sehingga efektifitas

sumber menjadi lebih optimal.

f. Filter (low cut dan high cut)

Penentuan filter low-cut dan high-cut ini kita lakukan pada instrumen yang kita gunakan.

Pemilihan high cut filter dapat ditentukan atas dasar sampling rate yang digunakan karena

sampling rate menentukan besarnya frekuensi aliasing. Pemilihan besarnya low cut

filterditujukan untuk meredam noise berfrekuensi lebih rendah dari frekuensi geophone yang

digunakan apabila noise tersebut terlalu menenggelamkan sinyal.

g. Sampling rate

Penentuan besar kecilnya sampling rate bergantung pada frekuensi maksimum sinyal yang

ingin direkam pada daerah survei tersebut. Tetapi pada kenyataannya, besarnya sampling rate

dalam perekaman sangat bergantung pada kemampuan instrumentasi perekaman yang

digunakan, dan biasanya sudah ditentukan oleh pabrik pembuat instrumen tersebut.

Penentuan sampling rate ini akan memberikan batas frekuensi tertinggi yang terekam akibat

adanya aliasing.

5.3 Prosedur Pengambilan Data di Lapangan

a. Pemasangan patok

28

Sebelum dilakukan pengukuran seismik, maka terlebih dahulu harus ditentukan posisi

koordinat (X, Y, dan Z) dari tiap-tiap titik geophone maupun shot point. Penentuan koordinat

ini dapat dilakukan dengan menggunakan theodolith ataupun GPS. Titik-titik tersebut,

kemudian ditandai dengan patok yang sudah mempunyai harga koordinat terhadap referensi

tertentu.

b. Pemasangan geophone

Geophone dipasang sesuai dengan rencana tipe penembakan yang akan dilakukan dan

disusun berurutan. Pemasangan geophone diusahakan sedekat mungkin dengan patok yang

sudah diukur koordinatnya.

c. Pemasangan sumber peledak

Sumber peledak dipasang sesuai dengan rencana tipe penembakan

d. Persiapan alat perekaman data seismik

Sebelum melakukan penembakan alat perekam harus dicek terlebih dahulu, sehingga data

yang dihasilkan cukup optimal.

e. Penembakan

Penembakan hanya dapat dilakukan ketika alat perekam data seismik sudah dilakukan

pengecekan dan terpasang dengan baik.

f. Pencatatan data pengamatan pada observer log

Data pengamatan dan kejadian selama berlangsungnya pengukuran kemudian disalin pada

buku observer log.

6. Seismik Refraksi

29

Jika gelombang seismik melewati dua medium yang mempunyai kecepatan rambat yang

berbeda, maka gelombang tersebut akan terbiaskan (refraksi). Jika gelombang yang datang

membentuk sudut i1 dan dipantulkan dengan sudut i2 dari garis normal (Gambar 19A), maka :

 , dimana V1 dan V2 adalah kecepatan rambat pada masing-masing media.

Jika V2 lebih besar daripada V1, maka sudut refraksi lebih besar daripada sudut normal, dan

disebut sebagai sudut ic.

.

Jika gelombang rambat bergerak di sepanjang bidang pantul, maka sudut yang dibentuk

disebut dengan sudut kritis (lihat Gambar 19B)

Gambar 19 Refraksi sinar (atas), dan terbentuknya sudut kritis (bawah).

Jika jarak dari break point diketahui, maka dapat diperoleh ketebalan lapisan antara bidang

refraksi, yaitu :

30

Contoh grafik hasil survei refraksi dan interpretasi bawah permukaan dapat dilihat pada

Gambar 20.

Gambar 20. Kurva time-distances

6.1 Perencanaan Survei

Tahap pertama dari suatu perencanaan survei seismik refraksi adalah memilih lokasi dan

panjang lintasan survei dengan menggunakan peta topografi daerah penyelidikan. Lokasi

lintasan survei harus di set untuk mencapai tujuan survei secara efisien, yaitu menggunakan

informasi yang ada pada peta topografi dan peta geologi. Rekaman titik penerima kedatangan

pertama (first arrival) merupakan gelombang langsung dan kedatangan pertama (first break)

dari gelombang refraksi tidak muncul.

6.2 Pengambilan Data

31

Untuk mendapatkan kualitas rekaman seismik refraksi yang tinggi dan mengandung bentuk

first break yang tajam perlu dilakukan beberapa teknik, diantaranya adalah stacking,

mempertinggi kekuatan sumber dan filtering. Sistem perekam seismik yang bisa digunakan

adalah system perekam seismik 24 channel. Sedangkan sumber seismik yang sering

digunakan adalah dinamit. Bila menggunakan dinamit sebagai sumber, perlu dipilih tempat

yang tepat untuk melakukan peledakan, yaitu tempat dimana energi dinamit dapat terkonversi

menjadi energi seismik secara efektif. Biasanya, dinamit diledakkan di dalam lubang bawah

permukaan. Bila jarak sumber ke penerima lebih dari seratus meter, akan lebih baik

meledakkan dinamit di dalam air dengan kedalaman lebih dari 50 cm atau membuat lubang

lebih dalam sehingga ledakan dinamit menjadi lebih efektif.

DAFTAR PUSTAKA

1. Parasnis, D.S., Mining Geophysics., Elsevier Scientifics Publishing Company, New York,

1973

2. Telford, W.M., L.P. Goldart., R.E. Sheriff., Applied Geophysics, Second Edition,

Cambridge University Press., 1990

3. ____________, Buku Pegangan Kuliah Lapangan Geofisika, edisi kedua, Program Studi

Teknik Geofisika, Jurusan Teknik Geologi, FTM-ITB, 1997

32